Ecuația echilibrului termic al suprafeței pământului. Echilibrul termic al pământului

Să ne oprim mai întâi asupra condițiilor termice ale suprafeței pământului și a straturilor superioare ale solului și rezervoarelor. Acest lucru este necesar deoarece straturile inferioare ale atmosferei sunt încălzite și răcite cel mai mult prin schimbul de căldură radiativ și non-radiativ cu straturile superioare de sol și apă. Prin urmare, schimbările de temperatură în straturile inferioare ale atmosferei sunt determinate în primul rând de modificările temperaturii suprafeței pământului și urmează aceste schimbări.

Suprafața pământului, adică suprafata solului sau a apei (precum si vegetatia, zapada, stratul de gheata), continuu si în moduri diferite câștigă și pierde căldură. Prin suprafața pământului, căldura este transferată în sus în atmosferă și în jos în sol sau apă.

În primul rând, radiația totală și contraradiația din atmosferă ajung la suprafața pământului. Ele sunt mai mult sau mai puțin absorbite de suprafață, adică. sunt folosite pentru a încălzi straturile superioare de sol și apă. În același timp, suprafața pământului iradiază singură și, prin urmare, pierde căldură.

În al doilea rând, căldura vine la suprafața pământului de sus, din atmosferă, prin conductivitate termică turbulentă. În același mod, căldura scapă de pe suprafața pământului în atmosferă. Prin conducție termică, căldura se deplasează și de la suprafața pământului în jos în sol și apă, sau vine la suprafața pământului din adâncurile solului și apei.

În al treilea rând, suprafața pământului primește căldură atunci când vaporii de apă din aer se condensează pe ea sau își pierde căldură atunci când apa se evaporă din ea. În primul caz, căldura latentă este eliberată, în al doilea, căldura trece în stare latentă.

Nu ne vom opri asupra proceselor mai puțin importante (de exemplu, consumul de căldură pentru topirea zăpezii de la suprafață sau răspândirea căldurii adânc în sol împreună cu apa de precipitații).

Vom considera suprafața pământului ca fiind o suprafață geometrică idealizată care nu are grosime, a cărei capacitate termică, prin urmare, este zero. Atunci este clar că, în orice perioadă de timp, aceeași cantitate de căldură va urca și cobora de pe suprafața pământului pe care o primește de sus și de jos în același timp. Desigur, dacă luăm în considerare nu suprafața, ci un anumit strat al suprafeței pământului, atunci este posibil să nu existe egalitate între fluxurile de căldură de intrare și de ieșire. În acest caz, excesul de fluxuri de căldură primite față de fluxurile de ieșire, în conformitate cu legea conservării energiei, va merge la încălzirea acestui strat, iar în cazul opus, la răcirea lui.

Deci, suma algebrică a tuturor intrărilor și ieșirilor de căldură de pe suprafața pământului trebuie să fie egală cu zero - aceasta este ecuația echilibru termic suprafata pamantului. Pentru a scrie ecuația echilibrului termic, combinăm radiația absorbită și radiația efectivă în balanța radiațiilor:

B = (S păcat h + D)(1 – O) – E s.

Sosirea căldurii din aer sau eliberarea acesteia în aer prin conductivitate termică va fi notat cu litera R. Notăm același câștig sau consum prin schimbul de căldură cu straturi mai adânci de sol sau apă ca G. Notăm pierderea de căldură în timpul evaporării sau sosirea acesteia în timpul condensului pe suprafața pământului. L.E., Unde L – căldură specifică evaporare şi E- masa de apă evaporată sau condensată. Să ne amintim încă o componentă - energia folosită pentru procesele fotosintetice - PAR, însă, este foarte mică în comparație cu celelalte, așa că în majoritatea cazurilor nu este indicată în ecuație. Apoi, ecuația de echilibru termic pentru suprafața pământului va lua forma

ÎN+ R+ G + L.E. + Q PAR = 0 sau ÎN+ R+ G + L.E. = 0

De asemenea, se poate observa că semnificația ecuației este că echilibrul radiațiilor de pe suprafața pământului este echilibrat prin transfer de căldură neradiativ.

Ecuația bilanţului termic este valabilă pentru orice moment, inclusiv pentru o perioadă de lungă durată.

Din faptul că balanța termică a suprafeței pământului este zero, nu rezultă că temperatura suprafeței nu se modifică. Dacă transferul de căldură este direcționat în jos, atunci căldura care iese la suprafață de sus și se mișcă mai adânc din aceasta, rămâne în mare parte în stratul superior de sol sau apă - în așa-numitul strat activ. Temperatura acestui strat și, prin urmare, temperatura suprafeței pământului crește. Când căldura este transferată prin suprafața pământului de jos în sus, în atmosferă, căldura pleacă, în primul rând, din stratul activ, în urma căruia temperatura de suprafață scade.

De la o zi la alta și de la an la an, temperatura medie a stratului activ și a suprafeței pământului în orice loc se modifică puțin. Aceasta înseamnă că în timpul zilei, aceeași cantitate de căldură intră adânc în sol sau în apă în timpul zilei, precum o părăsește noaptea. Deoarece în timpul zilei de vară scade mai multă căldură decât vine de jos, straturile de sol și apă și suprafața lor se încălzesc zi de zi. Se întâmplă iarna proces invers. Schimbări sezoniere Intrarea și ieșirea de căldură în sol și apă sunt aproape echilibrate pe parcursul anului, iar temperatura medie anuală a suprafeței pământului și a stratului activ variază puțin de la an la an.

Există diferențe puternice în ceea ce privește încălzirea și caracteristicile termice ale straturilor de suprafață ale solului și ale straturilor superioare ale bazinelor de apă. În sol, căldura se răspândește pe verticală prin conductivitate termică moleculară, iar în apa care se mișcă ușor, de asemenea, prin amestecarea turbulentă a straturilor de apă, ceea ce este mult mai eficient. Turbulența în corpurile de apă este cauzată în primul rând de valuri și curenți. Noaptea și în sezonul rece, convecția termică se alătură acestui tip de turbulență: apa răcită la suprafață cade din cauza densității crescute și este înlocuită cu mai mult. apă caldă din straturile inferioare. În oceane și mări, evaporarea joacă, de asemenea, un anumit rol în amestecarea straturilor și transferul de căldură asociat. Cu o evaporare semnificativă de la suprafața mării, stratul superior de apă devine mai sărat și, prin urmare, mai dens, în urma căruia apa se scufundă de la suprafață în adâncuri. În plus, radiațiile pătrund mai adânc în apă decât în ​​sol. În cele din urmă, capacitatea termică a apei este mai semnificativă decât cea a solului și aceeași cantitate de căldură încălzește o masă de apă la o temperatură mai scăzută decât aceeași masă de sol.

Ca urmare, fluctuațiile zilnice ale temperaturii în apă se extind până la o adâncime de aproximativ zeci de metri, iar în sol - mai puțin de un metru. Fluctuațiile anuale ale temperaturii apei se extind la o adâncime de sute de metri, dar în sol - doar 10-20 m.

Așadar, căldura care iese la suprafața apei în timpul zilei și al verii pătrunde la o adâncime considerabilă și încălzește o grosime mare de apă. Temperatura stratului superior și suprafața apei în sine crește ușor. În sol, căldura primită este distribuită într-un strat superior subțire, care devine foarte fierbinte. Membru Gîn ecuația de echilibru termic pentru apă este mult mai mare decât pentru sol și Pîn mod corespunzător mai puțin.

Noaptea și iarna, apa pierde căldură din stratul de suprafață, dar în schimb primește căldură acumulată din straturile subiacente. Prin urmare, temperatura de la suprafața apei scade lent. La suprafața solului, temperatura scade rapid la eliberarea căldurii: căldura acumulată în stratul subțire superior îl părăsește rapid și pleacă fără a fi completat de jos.

Ca urmare, în timpul zilei și verii temperatura la suprafața solului este mai mare decât temperatura la suprafața apei; mai scăzut noaptea și iarna. Aceasta înseamnă că fluctuațiile zilnice și anuale de temperatură pe suprafața solului sunt mai mari și semnificativ mai mari decât la suprafața apei.

Datorită acestor diferențe de distribuție a căldurii, piscina de apă se acumulează într-un strat suficient de gros de apă în timpul sezonului cald număr mare căldură care este eliberată în atmosferă în timpul sezonului rece. În timpul sezonului cald, solul degajă noaptea cea mai mare parte a căldurii pe care o primește în timpul zilei și acumulează puțin din ea până iarna. Ca urmare, temperatura aerului deasupra mării este mai scăzută vara și mai ridicată iarna decât pe uscat.

Să luăm în considerare, alături de atmosferă, regimul termic al stratului activ al Pământului. Stratul activ este un strat de sol sau apă a cărui temperatură suferă fluctuații zilnice și anuale. Observațiile arată că pe uscat, fluctuațiile zilnice se extind până la o adâncime de 1 - 2 m, iar fluctuațiile anuale se extind până la un strat de câteva zeci de metri. În mări și oceane, grosimea stratului activ este de zeci de ori mai mare decât pe uscat. Legătura dintre regimurile termice ale atmosferei și stratul activ al Pământului se realizează folosind așa-numita ecuație de echilibru termic a suprafeței pământului. Această ecuație a fost folosită pentru prima dată în 1941 pentru a construi teoria variației zilnice a temperaturii aerului de către A.A. Dorodnitsyn. În anii următori, ecuația balanței termice a fost utilizată pe scară largă de mulți cercetători pentru a studia diverse proprietăți ale stratului de suprafață al atmosferei, până la evaluarea acelor modificări care se vor produce sub influența influențelor active, de exemplu asupra stratului de gheață arctic. . Să ne oprim asupra derivării ecuației de echilibru termic pentru suprafața pământului. Radiația solară care ajunge la suprafața pământului este absorbită pe uscat într-un strat subțire, a cărui grosime este notă cu (Fig. 1). Pe lângă fluxul de radiație solară, suprafața pământului primește căldură sub forma unui flux de radiație infraroșie din atmosferă și pierde căldură prin propria radiație.

Orez. 1.

În sol, fiecare dintre aceste fluxuri suferă o schimbare. Dacă într-un strat elementar de grosime (adâncimea măsurată de la suprafață până la adâncimea solului) debitul Ф s-a schimbat în dФ, atunci putem scrie

unde a este coeficientul de absorbție, este densitatea solului. Integrând ultima relație în intervalul de la până, obținem

unde este adâncimea la care debitul scade de e ori în comparație cu debitul Ф(0) la. Alături de radiație, transferul de căldură are loc prin schimbul turbulent al suprafeței solului cu atmosfera și schimbul molecular cu straturile de sol subiacente. Sub influența schimbului turbulent, solul pierde sau câștigă o cantitate de căldură egală cu

În plus, apa se evaporă de la suprafața solului (sau vaporii de apă se condensează), ceea ce consumă o cantitate de căldură

Fluxul molecular prin limita inferioară a stratului este scris sub formă

unde este coeficientul de conductivitate termică a solului, este capacitatea termică specifică a acestuia și este coeficientul de difuzivitate termică moleculară.

Sub influența afluxului de căldură, temperatura solului se modifică, iar la temperaturi apropiate de 0, gheața se topește (sau apa îngheață). Pe baza legii conservării energiei într-o coloană verticală de grosime a solului, putem scrie:

În ecuația (19), primul termen din partea stângă reprezintă cantitatea de căldură cheltuită pentru modificarea conținutului de căldură cm 3 de sol pe unitatea de timp, a doua cantitate de căldură cheltuită la topirea gheții (). În partea dreaptă, toate fluxurile de căldură care intră prin limitele superioare și inferioare în stratul de sol sunt luate cu semnul „+”, iar cele care ies din strat sunt luate cu semnul „-”. Ecuația (19) este ecuația de echilibru termic pentru un strat gros de sol. În această formă generală, această ecuație nu este altceva decât ecuația de influx de căldură scrisă pentru un strat de grosime finită. Nu se poate extrage din acesta nicio informație suplimentară (față de ecuația de aflux de căldură) despre regimul termic al aerului și al solului. Cu toate acestea, este posibil să se indice mai multe cazuri speciale ale ecuației de echilibru termic, când poate fi utilizată independent de ecuații diferențiale condiție de limită. În acest caz, ecuația de echilibru termic ne permite să determinăm temperatura necunoscută a suprafeței pământului. Un astfel de caz special va fi următorul. Pe terenuri neacoperite cu zăpadă sau gheață, valoarea, așa cum sa indicat deja, este destul de mică. În același timp, raportul la fiecare dintre cantități, care sunt de ordinul lungimii căii moleculare, este destul de mare. Ca urmare, ecuația pentru teren în absența proceselor de topire a gheții poate fi scrisă cu un grad suficient de acuratețe ca:

Suma primilor trei termeni din ecuația (20) nu este altceva decât balanța de radiații R a suprafeței pământului. Astfel, ecuația de echilibru termic pentru suprafața terenului ia forma:

Ecuația de echilibru termic în forma (21) este utilizată ca condiție limită atunci când se studiază regimul termic al atmosferei și al solului.

Principala sursă de energie pentru toate procesele care au loc în biosferă este radiația solară. Atmosfera din jurul Pământului absoarbe slab radiația de unde scurte de la Soare, care ajunge în principal la suprafața Pământului. O parte radiatia solara absorbită și dispersată de atmosferă. Absorbția radiației solare incidente se datorează prezenței ozonului, dioxidului de carbon, vaporilor de apă și aerosolilor în atmosferă.[...]

Sub influența fluxului solar incident ca urmare a absorbției acestuia, suprafața pământului se încălzește și devine o sursă de radiație cu undă lungă (LW) îndreptată către atmosferă. Atmosfera, pe de altă parte, este și o sursă de radiație LW îndreptată către Pământ (așa-numita contraradiație a atmosferei). În acest caz, schimbul reciproc de căldură are loc între suprafața pământului și atmosferă. Diferența dintre radiația HF absorbită de suprafața pământului și radiația efectivă se numește bilanțul radiațiilor. Transformarea energiei radiației solare HF atunci când este absorbită de suprafața pământului și atmosferă, schimbul de căldură dintre acestea constituie echilibrul termic al Pământului.[...]

Caracteristica principală Regimul de radiație al atmosferei este efectul de seră, care constă în faptul că radiația HF ajunge în cea mai mare parte la suprafața pământului, provocând încălzirea acestuia, iar radiația LW de la Pământ este întârziată de atmosferă, reducând astfel transferul de căldură al atmosferei. Pământul în spațiu. Atmosfera este un fel de înveliș termoizolant care împiedică răcirea Pământului. O creștere a procentului de CO2, vapori de H20, aerosoli etc. va spori efectul de seră, ceea ce duce la o creștere temperatura medie stratul inferior al atmosferei și încălzirea climatului. Principala sursă de radiație termică a atmosferei este suprafața pământului.[...]

Intensitatea radiației solare absorbită de suprafața terestră și atmosferă este de 237 W/m2, din care 157 W/m2 sunt absorbite de suprafața terestră și 80 W/m2 de atmosferă. Bilanțul termic al Pământului este prezentat în formă generală în Fig. 6.15.[...]

Bilanțul de radiații al suprafeței pământului este de 105 W/m2, iar radiația efectivă de la acesta este egală cu diferența dintre radiația absorbită și balanța radiațiilor și este de 52 W/m2. Energia balanței radiațiilor este cheltuită pentru schimbul de căldură turbulent al Pământului cu atmosfera, care este de 17 W/m2, și pe procesul de evaporare a apei, care este de 88 W/m2.[...]

Diagrama schimbului de căldură atmosferic este prezentată în Fig. 6.16. După cum se poate observa din această diagramă, atmosfera primește energie termică din trei surse: de la Soare, sub formă de radiație HF absorbită cu o intensitate de aproximativ 80 W/m2; căldură prin condensarea vaporilor de apă proveniți de la suprafața pământului și egală cu 88 W/m2; schimb de căldură turbulent între Pământ și atmosferă (17 W/m2).[...]

Suma componentelor schimbătoare de căldură (185 W/m) este egală cu pierderile termice ale atmosferei sub formă de radiație LW în spațiul cosmic. O mică parte din radiația solară incidentă, care este semnificativ mai mică decât componentele date ale bilanţului termic, este cheltuită pentru alte procese care au loc în atmosferă.[...]

Diferența de evaporare de la continente și suprafețele mărilor și oceanelor este compensată de procesele de schimb în masă de vapori de apă prin curenții de aer și scurgerea râurilor care se varsă în zonele de apă ale globului.

Bilanțul de radiații este afluxul și ieșirea energiei radiante absorbite și emise de suprafața subiacentă, atmosferă sau sistemul pământ-atmosferă în diferite perioade de timp (6, p. 328).

Partea de intrare a balanței de radiații a suprafeței subiacente R este formată din radiații solare directe și împrăștiate, precum și din contraradiația atmosferei, absorbite de suprafața subiacentă. Partea de consum este determinată de pierderea de căldură din cauza radiației termice proprii a suprafeței subiacente (6, p. 328).

Ecuația balanței radiațiilor:

R=(Q+q) (1-A)+d-

unde Q este fluxul (sau suma) radiației solare directe, q este fluxul (sau suma) radiației solare difuze, A este albedoul suprafeței subiacente, este fluxul (sau suma) contraradiației atmosferice și este fluxul (sau suma) radiației termice subiacente a suprafeței subiacente, d - capacitatea de absorbție a suprafeței subiacente (6, p. 328).

Bilanțul anual de radiații al suprafeței pământului este pozitiv peste tot pe Pământ, cu excepția platourilor de gheață din Groenlanda și Antarctica (Fig. 5). Aceasta înseamnă că afluxul anual de radiații absorbite este mai mare decât radiația efectivă în același timp. Dar asta nu înseamnă deloc că suprafața pământului devine mai caldă de la an la an. Excesul de radiație absorbită față de radiație este echilibrat prin transferul de căldură de la suprafața pământului în aer prin conducție termică și în timpul transformărilor de fază ale apei (în timpul evaporării de pe suprafața pământului și condensării ulterioare în atmosferă).

În consecință, pentru suprafața pământului nu există un echilibru radiativ în recepția și eliberarea radiațiilor, dar există echilibru termic: afluxul de căldură la suprafața pământului, atât prin radiație, cât și prin neradiație, este egal cu eliberarea acestuia în aceleasi moduri.

Ecuația echilibrului termic:

unde mărimea fluxului de căldură radiativ este R, fluxul de căldură turbulent dintre suprafața de bază și atmosferă este P, fluxul de căldură dintre suprafața de bază și straturile de dedesubt este A și consumul de căldură pentru evaporare (sau eliberarea de căldură în timpul condensului). ) este LE (L este căldura latentă de evaporare, E - viteza de evaporare sau condensare) (4, p. 7).

În conformitate cu sosirea și consumul de căldură în raport cu suprafața de bază, componentele bilanţului termic pot avea valori pozitive sau negative. Într-o concluzie pe termen lung, temperatura medie anuală a straturilor superioare ale solului și apei din Oceanul Mondial este considerată constantă. Prin urmare, schimbul de căldură vertical și orizontal în sol și în Oceanul Mondial în ansamblu poate fi practic echivalat cu zero.

Astfel, într-o concluzie pe termen lung, bilanţul anual de căldură pentru suprafaţa terestră şi Oceanul Mondial constă în bilanţul radiaţiilor, pierderea de căldură pentru evaporare şi schimbul turbulent de căldură între suprafaţa subiacentă şi atmosferă (Fig. 5, 6). Pentru piese individuale ocean, pe lângă componentele indicate ale bilanţului termic, este necesar să se ţină cont de transferul de căldură de către curenţii marini.

Orez. 5. Bilanțul de radiații al Pământului și sosirea radiației solare pe an

Sursa de căldură și energie luminoasă pentru Pământ este radiația solară. Valoarea sa depinde de latitudinea locului, deoarece unghiul de incidență al razelor solare scade de la ecuator la poli. Cu cât unghiul de incidență al razelor solare este mai mic, cu atât mai mult suprafata mare este distribuit un fascicul de raze solare de aceeași secțiune transversală și, prin urmare, cade mai puțină energie pe unitate de suprafață.

Datorită faptului că în timpul anului Pământul face 1 rotație în jurul Soarelui, mișcându-se, menținând constant un unghi de înclinare a axei sale față de planul orbital (ecliptică), apar anotimpuri ale anului, caracterizate prin conditii diferiteîncălzirea suprafeței.

Pe 21 martie și 23 septembrie, Soarele se află la zenit sub ecuator (Zilele Echinocțiului). Pe 22 iunie, Soarele este la zenit peste Tropicul de Nord, pe 22 decembrie – peste Sud. Pe suprafața pământului se disting zone luminoase și zone termice (de-a lungul izotermei medii anuale +20 o C există o graniță a zonei calde (fierbinte); între izoterma medie anuală +20 o C și izoterma +10 o C există o zonă temperată de-a lungul izotermei +10 o C - limitele zonei rece.

Razele soarelui trec prin atmosfera transparentă fără a o încălzi, ajung la suprafața pământului, o încălzesc, iar din aceasta aerul este încălzit datorită radiațiilor cu unde lungi. Gradul de încălzire a suprafeței și, prin urmare, a aerului, depinde, în primul rând, de latitudinea zonei, precum și de 1) altitudine deasupra nivelului mării (pe măsură ce vă ridicați în sus, temperatura aerului scade cu o medie de 0,6 °C la 100 m 2) caracteristici ale suprafeței subiacente care pot fi diferite ca culoare și au albedo diferit - capacitatea de reflectare a rocilor. Asemenea suprafete diferite au capacitate termică și transfer termic diferit. Datorită capacității sale mari de căldură, apa se încălzește încet și încet, dar pământul face invers. 3) de la coaste până la interiorul continentelor, cantitatea de vapori de apă din aer scade, iar cu cât atmosfera este mai transparentă, cu atât mai puține raze solare sunt împrăștiate în ea de picăturile de apă și cu cât mai multe raze solare ajung la suprafața Pământul.

Întreaga totalitate a materiei solare și a energiei care sosesc pe pământ se numește radiație solară. Este împărțit în direct și difuz. Radiația directă- acesta este un set de lumină solară directă care pătrunde în atmosfera sub un cer fără nori. Radiații împrăștiate- parte din radiația împrăștiată în atmosferă, razele merg în toate direcțiile. P + P = Radiația totală. Partea din radiația totală reflectată de suprafața Pământului se numește radiație reflectată. Partea din radiația totală absorbită de suprafața Pământului este radiație absorbită. Energie termică, deplasarea de la atmosfera încălzită la suprafața Pământului, spre fluxul de căldură de pe Pământ se numește contraradiație a atmosferei.

Cantitatea anuală de radiație solară totală în kcal/cm 2 an (conform T.V. Vlasova).

Radiație eficientă– o cantitate care exprimă transferul real de căldură de la suprafața Pământului în atmosferă. Diferența dintre radiația Pământului și contraradiația atmosferei determină încălzirea suprafeței. Bilanțul radiațiilor depinde direct de radiația efectivă - rezultatul interacțiunii a două procese de sosire și consum de radiație solară. Valoarea echilibrului este în mare măsură influențată de înnorare. Acolo unde este semnificativ noaptea, interceptează radiațiile cu unde lungi de pe Pământ, împiedicându-l să scape în spațiu.

Temperatura suprafeței subiacente și a straturilor de aer de suprafață și echilibrul termic depind direct de afluxul radiației solare.

Echilibrul termic determină temperatura, magnitudinea și modificarea acesteia pe suprafața care este încălzită direct de razele solare. Când este încălzită, această suprafață transferă căldură (în intervalul undelor lungi) atât către straturile subiacente, cât și către atmosferă. Suprafața în sine se numește suprafață activă.

Componentele principale ale echilibrului termic al atmosferei și ale suprafeței Pământului în ansamblu

În variația diurnă a temperaturii suprafeței, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină maximul are loc după ora 14:00, iar minimul are loc în jurul momentului răsăritului. Înnorarea, umiditatea și vegetația de suprafață pot perturba modelul zilnic de temperatură.

Temperaturile maxime ale suprafeței terestre în timpul zilei pot fi de +80 o C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40 de grade. Mărimea valorilor extreme și a amplitudinilor de temperatură depind de latitudinea locului, perioada anului, înnorarea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea, rugozitatea acesteia, natura stratului de vegetație și orientarea pantei (expunerea).

Când este încălzită, suprafața transferă căldură către sol. Este nevoie de timp pentru a transfera căldura de la strat la strat, și momentele când maxim și valori minime temperatura din timpul zilei este în decalaj la fiecare 10 cm cu aproximativ 3 ore. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură în el sunt mai slabe. La o adâncime de aproximativ 1 m, în medie, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „dispar”. Stratul în care se opresc se numește stratul de temperatură zilnică constantă.

La o adâncime de 5-10 m la latitudini tropicale și 25 m la latitudini mari există un strat de temperatură anuală constantă, unde temperatura este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

Apa se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. În plus, razele soarelui pot pătrunde la adâncimi mari, încălzind direct straturile mai adânci. Transferul de căldură în adâncime are loc nu atât datorită conductivității termice moleculare, cât într-o măsură mai mare datorită amestecării apelor prin turbulențe sau curenți. Când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, însoțită și de amestecare.

Spre deosebire de uscat, fluctuațiile zilnice de temperatură de pe suprafața oceanului sunt mai mici. La latitudini mari, media este de numai 0,1ºС, la latitudini moderate - 0,4ºС, la latitudini tropicale - 0,5ºС Adâncimea de penetrare a acestor fluctuații este de 15-20 m.

Amplitudinile anuale ale temperaturii de pe suprafața oceanului variază de la 1ºС la latitudinile ecuatoriale până la 10,2ºС la latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund la o adâncime de 200-300 m.

Momentele de maximă de temperatură în corpurile de apă sunt întârziate față de teren. Maximul apare în jurul a 15-16 ore, cel minim - 2-3 ore după răsărit. Temperatura maximă anuală la suprafața oceanului în emisfera nordică are loc în august, iar cea minimă în februarie.